Evolução Geológica da Bacia Lusitânica: Formações e Tectónica

Ciclo Alpino: Processos Geológicos

• Sedimentação
• Vulcanismo
• Plutonismo
• Tectónica

Triássico Superior: Eventos Geológicos

• Erosão
• Levantamento
• Regressão
• Deposição continental

Carbónico Inferior: Eventos Geológicos

• Deposição continental
• Emersão
• Tectónica (dobramento)
• Regressão
• Deposição marinha

Principais Bacias Sedimentares Ibéricas

• Bacia Inferior da Galiza
• Bacia do Porto
• Bacia de Peniche
• Bacia Lusitânica
• Bacia do Alentejo

A Bacia Lusitânica: Localização e Contexto

A Bacia Lusitânica localiza-se na margem ocidental da Placa Ibérica e pertence a uma família de bacias marginais atlânticas, inicialmente adjacentes, criadas durante uma fase de rifting no final do Triássico.

Falhas e Setores da Bacia Lusitânica

• FA - Falha de Aveiro
• FN - Falha da Nazaré
• FAr - Falha da Arrábida
• FViT - Falha do Vale Inferior do Tejo

Setores Geográficos

• De FA até FN: Setor Setentrional
• De FN até FViT: Setor Central
• De FViT até FAr: Setor Meridional

Evolução Sedimentar e Estrutural da Bacia Lusitânica

Durante o Mesozoico, a sedimentação na Bacia Lusitânica ocorreu em depressões individualizadas por umbrais controlados pela subsidência e basculamento de blocos ao longo de falhas, em geral do tipo lístrico. Na evolução destas depressões podem-se reconhecer fases comuns de estruturação, marcadas por uma alternância de períodos de reativação dos acidentes hercínicos e períodos em que a subsidência provocou a instalação de dispositivos sedimentares de pequena extensão lateral. A expressão desta ciclicidade e a importância das descontinuidades nela contida, permitem individualizar 5 etapas maiores de enchimento e inversão tectónica, todas relacionadas com as fases de rifting do Atlântico Norte:

Etapas de Enchimento e Inversão Tectónica

• 1ª Etapa: Triássico Superior - Caloviano
• 2ª Etapa: Oxfordiano - Berriasiano
• 3ª Etapa: Valanginiano Inferior - Aptiano
• 4ª Etapa: Aptiano Superior - Campaniano
• 5ª Etapa (Inversão Tectónica): Campaniano Superior - Maastrichtiano

Características e Dinâmica Tectónica da Bacia Lusitânica

A Bacia Lusitânica é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica (MOI) durante parte do Mesozoico, e a sua dinâmica enquadra-se no contexto da fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Caracteriza-se como uma bacia distensiva, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânica.

Ocupa mais de 20.000 km² na parte central da MOI, alongando-se por cerca de 200 km segundo direção aproximada NNW-SSE e por mais 100 km na direção perpendicular. Cerca de 2/3 aflora na área continental emersa e a restante área encontra-se imersa na plataforma continental. A evolução da Bacia Lusitânica em termos tectónicos foi condicionada por falhas que se formaram durante o episódio de fraturação tardi-Várisca. Este episódio tardi-orogénico resulta da imposição do regime de cisalhamento direito à microplaca ibérica nos seus paleolimites E-W setentrional e meridional, dos quais resultariam as falhas de desligamento esquerdo de direção aproximada NNE-SSW a NE-SW. Outras falhas orogénicas váriscas de orientação N-S (Falha de Porto-Tomar) e NW-SE foram também importantes na estruturação da Bacia Lusitânica.

Evolução Tectónica e a Abertura do Atlântico Norte

A evolução tectónica da Bacia Lusitânica está condicionada pela distensão mesozoica relacionada com a abertura do Atlântico Norte, na proximidade do Atlântico Central, domínios oceânicos distintos separados pela Zona de Falha Açores-Gibraltar (ZFAG). Esta constitui um limite transformante entre placas, que numa fase inicial do Ciclo Alpino, ou seja, da rutura da Pangeia, separou dois grandes continentes, a Laurásia a Norte e a Gondwana a Sul. A Ibéria localiza-se, assim, durante o Mesozoico, numa posição de charneira, cuja atividade está também relacionada com a evolução dos limites da placa. Nas fases iniciais de desenvolvimento do proto-Atlântico Norte, desde o Triássico, a Ibéria encontra-se solidária ao continente norte-americano, mas por estiramento litosférico progressivo, acaba por ocorrer rutura crustal e consequentemente oceanização no final do Cretácico Inferior.

A evolução da bacia, que se desenvolve genericamente em regime distensivo, faz-se ao longo de um período de 135 M.a., embora tal pareça difícil de afirmar com tão grande exatidão, uma vez que está por determinar a idade dos primeiros depósitos da bacia, do Triássico Médio a Superior.

Episódios de Rifting e Deposição Sedimentar

Desde o início da fragmentação continental, até à formação de crosta oceânica e consequente fim da Bacia Lusitânica, ocorreram 4 episódios de rifting, ou seja, de aceleração da distensão, acompanhada por relaxamento pós-tectónico. Os sedimentos da bacia depositaram-se principalmente sobre as Unidades de Ossa-Morena e provavelmente também na Zona Sul Portuguesa, pertencentes ao Maciço Hespérico, atingindo, nalguns locais, espessura máxima na ordem de 5.000 m.

Os depósitos mais antigos reconhecidos são do Triássico Médio a Superior e os últimos sedimentos associados ao estiramento litosférico têm idade do Aptiano Superior, que materializam superiormente a descontinuidade de rutura da bacia. Durante este período, diferentes autores consideram vários episódios de rifting, em geral 3 ou 4, com limites de episódios nem sempre coincidentes. A partir do Aptiano Superior a MOI passa a constituir uma margem passiva, pelo menos na sua porção central correspondente à Bacia Lusitânica, pelo que outros processos que posteriormente ali ocorrem apenas são coincidentes geograficamente com a bacia de rifting, não lhe estando geneticamente associados.

Reestruturação e Unidades Litoestratigráficas Chave

Durante o Jurássico Superior a Bacia Lusitânica sofre uma forte reestruturação, que leva a uma diferenciação de diversas sub-bacias, no setor central: a Sub-bacia de Bombarral a norte, confinando com as Sub-bacias de Turcifal a sudoeste e da Arruda a sudeste, através da Falha de Torres Vedras-Montejunto (FTVM).

Uma unidade litoestratigráfica merece desde já chamada de atenção especial, dado o papel que vai desempenhar na estruturação e estilo tectónico da Bacia Lusitânica, mas especialmente após a sua selagem, na configuração deste setor emerso da MOI. Trata-se das argilas e margas evaporíticas do Triássico Superior e Jurássico Inferior, originalmente designadas por Margas da Dagorda, que possuem características físicas (densidade e reologia) particulares, sendo responsáveis principalmente pelo diapirismo e pelos deslocamentos basais, associados a falhas normais lístricas (durante a distensão mesozoica), ou a cavalgamentos peculiares (durante a inversão tectónica cenozoica).

Sequência Litoestratigráfica Deposicional 1 (SLD1)

O início da sedimentação da SLD1 foi condicionado por um sistema de grabens e semi-grabens, criado pelo movimento de blocos ao longo das falhas, o que provocou acusadas variações laterais na espessura dos materiais. Os depósitos são dominados por sedimentos clásticos aluviais, que interdigitam lateralmente com depósitos margosos e evaporíticos. Durante o Jurássico Inferior e Médio a deposição teve lugar numa plataforma carbonatada. O soerguimento do horst das Berlengas ocasiona influxo de material siliciclástico e ressedimentação de carbonatos, resultando assimetria na distribuição das fácies durante o Toarciano e início do Aaleniano.

A SLD1 é limitada no teto por uma importante descontinuidade acompanhada por vezes de carsificação, associada a uma lacuna estratigráfica que afeta o Caloviano Superior e o Oxfordiano Inferior. Este episódio sugere uma significativa descida do nível do mar, simultânea com a etapa de elevação térmica que antecede a 2ª fase de rifting e que expõe a plataforma.

Primeiro Episódio de Rifting e Formações Associadas

A participação de termos dominantemente siliciclásticos, organizados na dependência direta de relevos rejuvenescidos a oriente e com arquiteturas complexas por evolução de sistemas aluviais e fluviais meandrizados a costeiros e evaporíticos da plataforma de maré, é particularmente significativa no Grupo dos Grés de Silves da margem oriental e da Formação de Dagorda das áreas mais centrais da bacia.

A Formação de Pereiros (Grupo dos Grés de Silves)

A Formação de Pereiros é particularmente significativa pelo seu corpo superior de pelitos e dolomitos arenosos, cujas espessuras máximas têm sido registadas em Avelar-Almofaia, a sul e Sangalhos (110 m), a norte. Na região de Coimbra as espessuras rondam 50 ± 10 m, enquanto em Peneia podem atingir 80 m.

Complexo dos Grés de Silves: Distribuição e Composição

Em três faixas alongadas, estando a principal situada a norte do Rio Tejo, orientada N-S entre Aveiro e Tomar. A segunda na parte meridional do país (Algarve) estendendo-se desde o Cabo de São Vicente até à fronteira espanhola. A terceira de dimensões mais reduzidas, localiza-se a sul do Rio Sado, na região de Santiago do Cacém, em pequenas pontuações de origem diapírica; as mais importantes afloram na zona de Caldas da Rainha-Dagorda, no seio de Portugal.

Os afloramentos da base do Mesozoico, denominados no início do século Grés de Silves, situam-se nas bacias Lusitânica e Algarvia, em contacto com o soco do Maciço Hespérico e no seio de formações mais recentes. O Grés de Silves é um complexo detrítico constituído essencialmente por arenitos vermelhos e conglomerados da mesma cor. Encontra-se distribuído por duas formações distintas:

Formações Constituintes

• Grés de Silves
• Margas da Dagorda

Grés de Silves: Transgressão e Ambiente de Formação

A análise geral das três megassequências permite deduzir que quando se formou o complexo de Grés de Silves, ocorria uma grande transgressão. Devido ao facto das bases das megassequências serem características de um ambiente continental, elas representam regressões enquanto que os terminais, lagunares, representariam transgressões. Porém, mesmo admitindo que se trate apenas de uma grande transgressão, convém ter em mente que estes movimentos se processam em várias etapas, existindo assim espasmos que seriam materializados. O aumento dos termos carbonatados (formados em ambiente lagunar e marinho) no topo da série, indica um aumento das influências marinhas, o que está de acordo com a ideia, anteriormente referida, de uma grande transgressão.

Margas da Dagorda: Localização, Composição e Tectónica

Este complexo toma este nome por se situar junto da povoação Dagorda, nas proximidades de Óbidos. É constituído por margas e argilas vermelhas salíferas, por margas areníticas variegadas, fortemente dobradas. No meio deste complexo margoso existem intercalações de calcários margosos e de calcários dolomíticos. Este complexo argilo-salífero que aflora nesta zona tem relação com tectónica diapírica, estando relacionada com os vales tifónicos. Trata-se de uma tectónica em que o papel principal pertence às rochas, essencialmente plásticas, do complexo Hetangiano (margas, argilas salíferas, gesso, sal-gema, etc.). Comprimidas fortemente na profundidade, pelos terrenos assentes sobre elas, estas rochas tendem a movimentar-se no sentido das zonas de menor pressão, injetando-se através de fraturas e falhas, alargando-as e levantando os estratos. Estas unidades representam as influências marinhas mais ténues, que se encontram manifestadas em depósitos detríticos, seguindo-se uns mais argilosos (Margas da Dagorda) típicos da zona oeste que para leste se carregam de dolomias e detritos finos, passando lateralmente às Camadas de Pereiros.

Margas da Dagorda: Idade, Deposição e Diapirismo

Corresponde a uma parte do Triássico e à base do Jurássico Inferior. No fim do Hetangiano e no Sinemuriano Inferior deu-se a deposição de sedimentos carbonatados dolomíticos. Esta transição lateral indica-nos que os níveis salíferos foram provavelmente depositados em lagunas confinadas com ligação ao mar e em clima árido. Depois da deposição das unidades salinas e das camadas calcárias subsequente e em consequência da grande plasticidade das camadas evaporíticas deram-se fenómenos de tectónica diapírica que originaram deformações em todas as camadas devido essencialmente a subsidência. Pelo facto de terem sido comprimidas em profundidade pelos terrenos assentes sobre elas, as camadas evaporíticas tendem a movimentar-se para zonas de menor pressão havendo injeção através de fraturas e falhas alargando-as e levantando os estratos. Estas áreas diapíricas podem ser observadas na povoação da Dagorda (de onde recebeu o nome) e em Lolé onde são exploradas em minas subterrâneas.

A bacia iniciou a sua deposição no fim do Triássico Superior. Sofreu e acompanhou uma série de acontecimentos tectónicos. A sua deposição continuou até ao Cenozoico.

Margas da Dagorda: Sedimentação e Plataforma Carbonatada

Durante o Triássico Superior e o início do Jurássico, a sedimentação foi muito irregular e descontínua condicionada por um sistema de grabens e half-grabens, provocando variações laterais na espessura dos materiais. Os depósitos são predominantemente clásticos, de natureza aluvial (ex.: Grés de Silves), que interdigitam com depósitos margosos e evaporíticos (ex.: Margas da Dagorda).

No intervalo entre o Jurássico Inferior e o Jurássico Médio, a deposição teve lugar numa plataforma carbonatada, com uma distribuição de fácies relativamente simples - Formação de Coimbra, Brenha e Candeeiros. Este dispositivo foi afetado pontualmente pelo influxo de material siliciclástico e carbonatos ressedimentados, conferindo uma certa assimetria das fácies que integram as Formações de Brenha e Coimbra. A interpretação destes materiais, provenientes do bordo oeste da bacia indica um sistema de horsts ativo, pelo menos durante o Jurássico Inferior.

Paleogeografia: Estágios Iniciais da Bacia Lusitânica

As unidades da base da bacia (Grés de Silves/Margas da Dagorda) refletem os estágios iniciais de formação da Bacia Lusitânica, correspondendo à primeira fase de rifting continental que precedeu a abertura do Oceano Atlântico. Com efeito, o complexo de Dagorda revela, nos seus níveis inferiores pelítico-evaporíticos, uma sedimentação de fácies continental em fossas intracratónicas, num ambiente de semi-aridez. A distensão associada aos esforços de rifting terá provocado uma subsidência, a qual permitiu a deposição de sin-rifting de significativas espessuras de sedimentos clásticos e de evaporitos (halite e gesso). Nos seus níveis superiores, aparecem as primeiras influências marinhas, ainda muito ténues, no fosso que viria a fazer parte do Oceano Atlântico. No final do Hetangiano o meio era ainda muito confinado, o que pode ser comprovado pela sedimentação carbonatada dolomítica (dolomite primária) com uma fauna de lamelibrânquios e de gastrópodes eurialinos pouco variada. Trata-se de um tipo de depósitos margino-litorais, pouco profundos, geralmente ao abrigo de correntes, sempre submetidos a influências continentais.

Formações de Coimbra, Brenha e Candeeiros

Formadas aquando um estiramento da crosta e gradual subida do nível do mar. Depositadas entre o Jurássico Inferior e o Jurássico Médio. Formadas em plataforma carbonatada.

Formação de Coimbra: Litologia e Estratigrafia

É constituída por rochas dolomíticas formadas em baixa profundidade marinha. A Formação de Coimbra tem no perfil combinado entre Pereira e Lamas dois corpos fundamentais: na base, dolomitos e argilitos; no topo, calcários dolomíticos e calcários. A unidade, em Coimbra, pode ser subdividida em: na base, dolomitos interstratificados com pelitos cinzentos a avermelhados, por vezes pseudobrechoides; no topo, calcários dolomíticos e calcários interstratificados com margas cinzentas. O limite entre estas duas subunidades é heterócrono, em função do processo complexo de dolomitização. Para o teto, as camadas são mais fossilíferas e pertencem já à base do Carixiano. Na orla costeira, a norte de Figueira da Foz, em Brenha-Vale das Fontes (Caios), aflora uma espessa unidade de calcários, por vezes fossilíferos, interstratificados, para o teto, com margas xistosas cinzentas a negras. As raras amonites identificadas levaram a considerar a presença de outras zonas. As margas e os calcários margosos associam-se especialmente ao Grupo de Quiaios com, no Toarciano de Peniche, interposições de bancadas arcósico-areníticas. A organização geral da unidade liga-se à evolução de rampa no contexto com ajustes locais de blocos diferenciados, em especial para as zonas internas, mais marginais.

Paleogeografia: Clima e Ambiente Sedimentar

As condições climáticas quentes e secas do Triássico evoluíram progressivamente para condições mais temperadas e húmidas, em resultado da migração para norte da região norte-atlântica e da crescente influência oceânica. No Jurássico Inferior assiste-se a uma progressiva abertura da plataforma sedimentar, sendo apenas a partir do início do Lotaringiano que as influências marinhas se tornam evidentes. A análise de populações de ostrácodos do Domeriano da Bacia Lusitânica permite interpretar a evolução dos parâmetros ambientais no espaço e no tempo. No espaço, de oeste para leste, a temperatura, o hidrodinamismo e a oxigenação aumentam, enquanto que a subsidência e a profundidade diminuem; no tempo, a intensidade destes diferentes parâmetros (à exceção da subsidência e profundidade) diminui. Pode-se afirmar que o hidrodinamismo é mais importante sobre a plataforma proximal, a leste, e mais fraco sobre a plataforma distal, a oeste. A sedimentação desenvolveu-se numa rampa homoclinal, inclinando para oeste e controlada por acidentes tectónicos de direção N-S e NE-SW.

Em conclusão, e com base nos dados litológicos e paleontológicos, os sedimentos margosos fossilíferos do Toarciano Inferior revelam ter ocorrido uma significativa transgressão, seguindo a fase de progradação observada a partir do Domeriano. As sequências sedimentares que se seguem ao longo de todo o restante Toarciano, bem como os marcadores faunísticos nelas contidas, apontam para uma gradual diminuição de profundidade numa tendência progressiva. Dentro desta tendência, deve ter-se em conta, porém, as variações rítmicas de alternâncias margo-calcária, presentes em todas as unidades do Toarciano, as quais podem ser interpretadas como o resultado de oscilações eustáticas de fraca amplitude, dependentes apenas de variações climáticas.

Bacias Meso-Cenozoicas: Sequências Litoestratigráficas

Sequências Litoestratigráficas Deposicionais (SLD)

• SLD2: Oxfordiano Médio - Berriasiano
• SLD3: Valanginiano - Aptiano Inferior
• SLD4: Aptiano Superior - Campaniano Inferior
• SLD5: Campaniano Superior - Maastrichtiano

Sequência Litoestratigráfica Deposicional 2 (SLD2)

A evolução do Jurássico Superior inclui três etapas tectonossedimentares maiores, bem registadas na região central de Portugal:

1. Instalação do rifting: Responsável por uma inundação generalizada da bacia com predomínio de sedimentação carbonatada.
2. Clímax extensional: Atingido durante o Oxfordiano Terminal até ao Kimmeridgiano Superior. Criação de sub-bacias intensamente subsidentes com um influxo siliciclástico significativo.
3. Rifting tardio: Interpretado como um período de subsidência térmica, associada a variações eustáticas de que resultou uma progradação dos sistemas siliciclásticos, com enchimento significativo da bacia.

Desde o Oxfordiano (Malm) até ao Berriasiano (Cretácico Inferior), há uma transição de calcários lacustres para calcários marinhos.

SLD2: Acomodação Sedimentar e Reativação de Falhas

Com o deslocamento da linha de costa e uma taxa de subsidência quase nula, o espaço disponível para a acomodação dos sedimentos na bacia foi muito reduzido. Um aumento do nível do mar durante a parte média do Oxfordiano Inferior terá possibilitado a inundação da plataforma e a disposição dos carbonatos lacustres com influência das Camadas de Cabaços. O equilíbrio relativo das condições eustáticas foi alcançado durante a deposição das Camadas de Montejunto. As importantes variações laterais de espessura e de fácies constatadas nestes depósitos estão associadas a uma fase ativa na individualização das sub-bacias. Este comportamento ligado à segunda fase de rifting é uma prova da reativação das falhas do soco Hercínico, provocando movimentos que atenuam ou acentuam a importância das descontinuidades regionais. A base do Kimmeridgiano é caracterizada por uma sedimentação predominantemente siliciclástica em detrimento de uma carbonatada que ocorreu até então. Esta etapa estaria intimamente ligada à atividade dos acidentes Hercínicos provocada pelo início da 2ª fase de rifting.

SLD2: Sequências Siliciclásticas e Ambientes Deposicionais

O aumento da taxa de subsidência conduz ao aparecimento de uma espessa sequência siliciclástica, representada pelas Camadas de Abadia correspondente à progradação de clinoformas e de depocentros. No Cabo Mondego, estes materiais correspondem a depósitos continentais, deltaicos e, ocasionalmente, marinhos pouco profundos. Nas proximidades de Sintra, desenvolveu-se um talude acentuado, provocando o aparecimento de debris flow, provenientes de uma plataforma localizada a NW. As Camadas de Amaral representam um rápido aumento do nível do mar, dando lugar a uma sedimentação marinha pouco profunda. No final do Jurássico, a Formação da Lourinhã corresponde a uma importante sequência fluvial, que nas zonas mais profundas da bacia, se interdigita com carbonatos marinhos pouco profundos.

Camadas de Cabaços (Oxfordiano Médio)

Descrição: Após a lacuna do Caloviano Superior / Oxfordiano Inferior, a primeira unidade do Jurássico Superior é a das Camadas de Cabaços, com 65 m de espessura. Litologicamente, a formação é constituída por calcários conglomeráticos cinzentos, calcários micríticos e calcários margosos amarelos. Os calcários da unidade de Cabaços foram originados em ambiente de baixa energia, em fácies lacustre, e apresentam intercalações de lenhitos que, outrora, foram aproveitados com interesse económico.